авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ

Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 15 |

«СОВРЕМЕННЫЕ ПРОБЛЕМЫ МАГМАТИЗМА И МЕТАМОРФИЗМА Материалы Всероссийской конференции, посвящнной 150-летию академика Ф. Ю. Левинсона-Лессинга и ...»

-- [ Страница 3 ] --

Таким образом, значение 2850±74 мы рассматриваем как время формирования тоналитов. Такой же возраст ранее был получен ранее для тоналитов Шилосского массива, прорывающих метавулканиты северного обрамления Водлозерского домена, по составу аналогичных таковым Заонежья, [1] и имеющих близкий изотопный состав Nd и соответственно близкий модельный возраст (T(DM)Nd) в интервале 2,80-2,85 млрд. лет, т.е.

породы являются ювенильными. Полученное значение 2761±23 млн. лет можно рассматривать как время формирования тоналит-трондьемитов.

Значение возраста 2717±8 млн. лет близко к возрасту плагиомикроклиновых гранитов Водлозерского домена [2] и может быть обусловлено К-метасоматозом, связанным с образованием сети гранитных жил.

Метаморфизм, приведший к образованию гранулитовых ассоциаций в основных породах, был кратковременным событием, одновременным с внедрением субщелочных мафических даек, реликты которых присутствуют в тоналит-трондьемитах. Влияние гранулитового метаморфизма на вмещающие гранитоиды не привело к образованию пироксенсодержащих гранулитовых ассоциаций. Прогрев ТТГ, связанный с внедрением мафитовых даек, сказался на повышенном содержании TiO2 в биотитах и появлении антипертитового плагиоклаза. Верхняя граница этих процессов определяется временем внедрения дайки габбронорита, расположенной к северу от пос. Шальский, возраст которой по минеральной изохроне Sm-Nd методом 2608±56 млн лет, [4].

Работа выполнена при поддержке гранта РФФИ 12-05-00678 и ОНЗ РАН № Литература 1. Ранний докембрий Балтийского щита. Ред. В.А.Глебовицкий. С-Пб.: Наука, 2005. 711 с. 2. Байкова В.С., Лобач Жученко С.Б., Левченков О.А.,Чекулаев В.П, Шулешко И.К.,Яковлева С.З.// ДАН СССР. 1984. Т. 277. № 2. С. 442 444. 3. Сергеев С.А., Матуков Д.И., Бибикова Е.В., Лобач-Жученко С.Б.// Геохимия. 2007. N2, с.229-236. 4.

Mertanen S., Vuollo J.I., Huhma H., Arestova N.A., Kovalenko A.V. // Precambrian Res. 2006. V. 144. P.239-260.

Современные проблемы магматизма и метаморфизма ГЕОЛОГО-ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ И ИЗОТОПНО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ О НОВОЙ ПАЛЕОПРОТЕРОЗОЙСКОЙ ВОСТОЧНО-СКАНДИНАВСКОЙ БАЗИТОВОЙ ОБШИРНОЙ ИЗВЕРЖЕННОЙ ПРОВИНЦИИ (ВСкБОИП-EScBLIP) С ПЛАТИНА-ПАЛЛАДИЕВЫМИ МАЛОСУЛЬФИДНЫМИ ПРОМЫШЛЕННЫМИ РУДАМИ Ф.П. Митрофанов, Т.Б. Баянова, А.У. Корчагин, Д.В. Жиров (Геологический институт КНЦ РАН, Апатиты, felix@geoksc.apatity.ru) Мурманский, Кольско-Норвежский, Кейвский, Беломорский и Фенно-Карельский архейские домены Фенноскандии вместе с северной частью необнаженного фундамента Русской платформы и с канадско-американскими доменами Лаврентии с конца позднего архея (2900-2550 млн лет) реконструируются частью одного палеосуперконтинента Кенорленд, существовавшего до эпохи ~ 2100 млн лет назад [2]. Ранняя палеопротерозойская история этих разных доменов в эпоху «сумий плюс сариолий»





(«гуроний») (2550-2300 млн лет) имеет много общих геологических особенностей, свидетельствующих об их формировании в единой базитовой обширной изверженной провинции. Только в обнаженных доменах Балтийского щита территория развития рифтогенных осадочно-вулканогенных толщ, дайковых образований и интрузивных пород этого возрастного интервала составляет более 0,5 млн км2. Рудоносные пироксенит габбронорит-анортозитовые расслоенные интрузивные тела здесь представлены Кольским и Фенно-Карельским поясами рудоносных массивов [3,5], крупным Бураковским интрузивом, многочисленными будинированными телами коронитовых базитов («друзитов») в Лапландско-Колвицком гранулитовом поясе и в Беломорско-Терском домене.

Формирование такой единой ассоциации вулканогенных, дайковых и интрузивных пород связывается современными исследователями с плюмовой внутрикратонной геодинамикой, которая наряду с важными особенностями всех других эндогенно экзогенных факторов обуславливает отнесение начала раннепротерозойского этапа (2600 2300 млн лет) к особому, глобальному «переходному периоду» («transition period») в развитии Земли.

Внутрикратонная ВСкБОИП является наиболее крупной в Мире хорошо сохранившейся палеопротерозойской базитовой изверженной провинцией, в определенной степени сравнимой с Сибирской плюмовой базитовой провинцией. Для общего структурного рисунка ВСкБОИП, для сложных ее комбинаций рифтогенных прогибов, дайковых роев и поясов интрузивов характерно автономное многолучевое строение, вцелом структурно независимое от архейской вмещающей рамы. Некоторые исследователи пытаются реконструировать ее разновозрастные плюмовые «горячие поля» и даже выделять разновозрастные «горячие центры» [4,6]. Кроме того, есть убедительные основания полагать, что геофизическое «мантийно-коровое» основание земной коры провинции является результатом палеопротерозойского обширного базитового андерплейтинга этой эпохи с первичными источниками фертильного вещества, извлеченного из нижних недеплетированных геосфер.

Многочисленными геологическими и изотопно-возрастными данными сейчас определена огромная длительность (в сотню млн лет) и пульсационность тектонических, магматических и рудообразующих процессов в ВСкБОИП [1,5], что является неожиданным открытием для плюмовой концепции, современные апологеты которой настаивают без убедительных данных на характерной кратковременности этих глобальных явлений. В осадочно-вулканогенных толщах эта пульсационность проявлена в многочисленных сменах этапов накопления осадков и вулканитов периодами их глубокого эрозионного размыва. Во 60 1-5 октября 2012 г., Санкт -Петербург многих плутонических массивах установлены мультипульсационность магматических инъекций (многофазность) со значимыми перерывами, измеряемыми многими млн лет [1,5].





Палеопротерозойская история и металлогения Кольского региона проявлена в карельскую (2550-2300 млн лет) и в свекофеннскую (2300-1650 млн лет) эпохи. Ранняя связана с плюмовыми мантийными магматическими процессами, а поздняя - с корово мантийными орогеническими явлениями - гранитным и щелочным магматизмом, метаморфо-метасоматическими процессами. Важнейшее промышленное значение имеют базитовые интрузивы раннекарельского панско-мончегорского и позднекарельского (свекофеннского) печенгского типов.

Для панско-мончегорского типа наиболее характерны такие массивы с промышленными месторождениями Pt-Pd руд как Федорово-Панский массив, Мончегорский, Выручуайвенч, Генеральский. В этих крупных телах плито- и лополитообразной формы, расслоенных, с составами пород от пироксенитов через нориты, габбронориты и габбро до лейкогаббро и анортозитов, в последние годы установлены многокамерность и многофазность формирования. Есть данные, что расплавы ранних магматических фаз были бонинитового характера и обогащены хромом. Поздние фазы часто имеют анортозитовый состав. Установлено, что длительность формирования этих интрузивов составляла около 70-80 млн лет в интервал времени от 2525 до 2450 млн лет назад с импульсами магматизма и рудообразования около 2520, 2500, 2470 и 2450 млн лет.

Наиболее ранние ультраосновные породы этой формации обогащены хромом, и в них известны два промышленных месторождения хромитов-Сопчеозерское в районе Мончегорска и Кеми в западной Финляндии. Давно известны, и даже уже в основном отработаны, разнообразные сульфидные залежи богатых Co-Cu-Ni руд с ощутимой промышленной добавкой Рt-минералов в месторождениях Мончегорского плутона.

Наконец в последние годы сотрудниками Геологического института КНЦ РАН методом сравнительного геолого-петрологического анализа породных ассоциаций этих кольских типовых массивов с известными малосульфидными породами, формирующими залежи Pt и Pd в массивах Стиллуотер и Бушвельд, были спрогнозированы, опоискованы и впервые найдены на Кольском полуострове первые перспективные содержания и скопления собственно платинометальных элементов - Pt, Pd, Rd (±Au). Это привело к открытию первой в Европе обширной Кольской платинометальной провинции с новым геолого технологическим типом месторождений малосульфидных ЭПГ-руд. Поисково-оценочные и разведочные работы до настоящего времени проводятся с использованием финансовых средств и технических возможностей различных отечественных и зарубежных, государственных и частных организаций. В организационном отношении с 1992 года Геологический институт КНЦ РАН использовал специально созданное инновационное предприятие "Пана", которое вместе с сотрудниками Института проводило основной комплекс геолого-разведочных работ.

В результате Государственный комитет РФ по запасам утвердил запасы новых месторождений Pt и Pd (± Au, Rh, Ni, Cu), которые называются Федорова тундра, Малая Пана, Восточная Пана и Выручуайвенч. Утвержденные запасы в пересчете на Pd эквивалент составляют около 1000 тонн.

Печенгский тип интрузивов и его сульфидные Cu-Ni месторождения с незначительным содержанием ЭПГ известен уже около 100 лет. Многочисленные дифференцированные массивы (нередко силловой формы) и дайки габбро, клинопироксенитов, верлитов и перидотитов пространственно и генетически связаны и приурочены к верхним осадочно вулканогенным толщам Печенгской палеорифтовой структуры, развивающейся в геодинамических условиях инициального спрединга по типу современного Красного моря.

Явно рудоносными здесь являются интрузивы с возрастом кристаллизации 1980-1960 млн Современные проблемы магматизма и метаморфизма лет, однако не исключено, что вне Печенгского рудного поля рудоформирующими могут быть и более древние интрузии с возрастом до 2200 млн лет.

В Кольском регионе сейчас проводят лицензионные поисково-оценочные, разведочные и подготовительные к добыче работы несколько отечественных и зарубежных компаний.

Среди них есть и горно-металлургические компании мирового уровня и небольшие поисковые предприятия. Каждая из них специализируется в основном на определенном классе полезных ископаемых. Канадская компания Баррик Голд Корпорейшен, например, предпочитает иметь дело с благородными металлами, включая платиноиды, а российскому Норильскникелю в Кольском регионе требуются, главным образом, Cu-Ni руды.

Соответственно, всем этим компаниям уже на поисковой стадии необходимо знать с каким типом рудоносных интрузивов – панским или печенгским – они будут иметь дело при геолого-разведочных работах.

Многолетний опыт работы позволяет нам предложить некоторые особые геолого петрологические, а главное – изотопно-геохимические критерии разделения этих типов перспективных базит-гипербазитовых интрузивов на ранней стадии их изучения. Это тема особого доклада, но здесь мы подчеркнем, что из десятков изотопно-возрастных данных различными методами следует [1,5], что интрузивы панского типа, в основном, с Pt-Pd месторождениями, имеют возрастные характеристики от 2500±20 до 2450±20 млн лет (и не моложе!), а Cu-Ni интрузивы печенгского типа - обычно около 1980 млн лет и реже до 2200 млн лет (и не древнее!). При этом первые имеют Nd(T) = минус (-)1-3, а вторые Nd(T) = плюс (+)1+2. Это показывает, что породы панского типа кристаллизовались из магмы обогащенного литофильными элементами мантийного резервуара, а печенгские интрузивы – из деплетированного мантийного очага.

Предлагаемая нами методика, в том числе ее изотопно-геохимическая часть, хорошо «работает» на предварительной стадии целенаправленных поисковых работ.

Исследования поддержаны грантами РФФИ - 09-05-12028 офи-м, 10-05-00058а, 11-05-00570а, программами ОНЗ РАН - 02, 04, 06 и контрактом Минобрнауки 16.515.11.5013.

Литература 1.Баянова Т.Б. Возраст реперных геологических комплексов Кольского региона и длительность процессов магматизма // СПб.: Наука, 2004. 174 с. 2. Лубнина Н.В. Восточно-Европейский кратон от неоархея до палеозоя по палеомагнитным данным // Автореф. дисс. д.г.-м.н. М.: МГУ. 2009. 41 с. 3. Митрофанов Ф.П. // Мат.конф. акад.

В.Н.Смирнова. М.: МГУ. 2005. С. 39-53. 4. Смолькин В.Ф., Кременецкий А.А., Ветрин В.Р. // М.: Отеч. Геология, вып. 3, 2009. С. 54-62. 5. Bayanova T., Ludden J., Mitrofanov F. // Paleoproterozoic supercontinents and global evolution.

Eds. S. M. Reddy, R. Mazumder, D. A. Evans, A. S. Collins. London. 2009. V. 323. P. 165-198. 6. Bleeker W., Ernst R. // Dyke Swarms-Time Marker of Crustal Evolution. Balkema Publ. 2006. Р. 1-20.

РУДНО-МАГМАТИЧЕСКИЕ ДИЗЪЮНКТИВНЫЕ СТРУКТУРЫ СМЫКАНИЯ И ДУПЛЕКСЫ КАК ПРИМЕР ТЕСНЕЙШЕЙ ПАРАГЕНЕТИЧЕСКОЙ ВЗАИМОСВЯЗИ ПРОЦЕССОВ МАГМАТИЗМА, МЕТАСОМАТОЗА, РАЗЛОМО- И РУДООБРАЗОВАНИЯ А.Н. Митрохин (Дальневосточный геологический институт ДВО РАН, Владивосток, stakhor@yandex.ru) Введение. Цель настоящей работы – не столько даже осветить некоторые теоретические и методические аспекты изучения названных форм динамического взаимодействия разломов, сколько еще раз заострить внимание исследователей, особенно геологов-практиков, на самом факте приуроченности рудно-магматических объектов и 62 1-5 октября 2012 г., Санкт -Петербург ассоциирующих с ними метасоматических проявлений к дуплексам в частности и структурам смыкания вообще. Поскольку исследования этих дислокационных структур с рельефным, отчетливо читающимся рисунком хотя и имеют уже достаточно продолжительную историю, но, тем не менее, исследователи порой все еще затрудняются идентифицировать такие объекты.

В качестве красноречивой иллюстрации к этому возьмем буквально хрестоматийное золоторудное месторождение Мурунтау (Узбекистан) (рис.), крупнейшее в Евразии. Его структурный рисунок однозначно свидетельствует, что золоторудный мегаштокверк месторождения, его метасоматический чехол в ассоциации с интрузивно-дайковыми комплексами приурочены к сугубо типичному левосдвиговому дуплексу растяжения. И такая трактовка структурного типа этого месторождения по-прежнему остается вне поля зрения его исследователей, включая самые последние сводки по геологии месторождения [1-2 и др.].

Характеристика объектов. Дуплексы, как известно, представляют собой сочетание двух (или нескольких) субпараллельных разломов одного генезиса, располагающихся кулисообразно (или ступенчато) друг относительно друга и сомкнутых между собой системами дочерних оперяющих разломов. Исходя из генетического типа материнских разломов, дуплексы делят на сдвиговые, надвиговые (взбросовые), сбросовые. По характеру эшелонирования материнских разломов среди них различают дуплексы сжатия и растяжения. Так, для левых сдвигов и сбросов дуплекс сжатия возникает при правоступенчатом их эшелонировании, дуплекс растяжения - при левоступенчатом. Для правых сдвигов, надвигов (взбросов) – наоборот [3-4 и др.]. Их выделение в особый тип дислокационных структур является одним из следствий развития подхода к разломам как к динамически активным объектам, чье воздействие на тектоническое поле напряжений не могло не влиять на его эволюцию и инфраструктуру. Из перечисленных и многих других (начиная с работ Е. Клооса и Б. Зандера) теоретических и экспериментальных исследований вытекает, что разрывы в процессе своей активизации и роста реагируют на внешний стресс (инициирующий и стимулирующий их развитие) генерированием вторичных полей напряжений. Последние, накладываясь на первичное (внешнее) поле напряжений, видоизменяют и усложняют его, «подгоняя» тем самым под уже существующий или еще формирующийся структурный либо блоковый ансамбль. Причем разломы взаимодействуют не только с инициирующим полем напряжений, но и между собой, что еще более усложняет рисунок траекторий напряжений. Все это реализуется в постепенном усложнении инфраструктуры ансамбля через последовательное образование систем разрывов высоких порядков, которые либо просто оперяют, либо смыкают между собой концы дизъюнктивов более крупного ранга. Дуплексы для нас – лишь частный случай более широкого класса дислокационных структур – структур смыкания, образуемых между материнскими разломами с произвольной ориентацией и генезисом.

Идентификация структур подобного рода среди жильных и жильно-штокверковых месторождений на основе уже наработанных пространственно-геометрических и морфокинематических критериев имеет как теоретическую, так и прикладную значимость.

Прикладная значимость. В самом деле, при внимательном рассмотрении многие крупные, а подчас и уникальные, по запасам месторождения названных типов оказываются приуроченными именно к таким дислокационным структурам. Помимо Мурунтау сюда уже уверенно попали золоторудные и серебряные месторождения Якутии [6-7] и Урала [8], наиболее крупные оловорудные месторождения Комсомольского и Баджальского районов [4, 9 и др.], ряд золоторудных юга Приморья [4, 10 и др.] и даже Mn-Ni рудопроявления гайотов Тихого океана [11].

Современные проблемы магматизма и метаморфизма Рис. Схематическая геологическая карта Мурунтаусского золоторудного поля с элементами геодинамики (из [5, С. 220] с дополнениями).

1 – известняки девона;

2-5 – силурийская осадочная толща: 2 – преимущественно песчаники, 3 – сланцы с прослоями песчаников, 4 – переслаивание алевролитов и филлитовидных сланцев, 5 – преимущественно сланцы;

– дайки кислых и щелочных пород;

7 – разрывные нарушения;

8 – рудный штокверк;

9 – участок кварц турмалиновых брекчий;

10 – ось Мурунтаусской антиклинали и направление погружения шарнира;

11-14 – элементы сдвигового дуплекса растяжения: 11 – система материнских сдвигов, чья левосторонняя (стрелки) активизация обусловила формирование дуплекса, 12-13 – дочерние синсдвиговые разрывы: 12 – тылового сосдвигового растяжения, 13 – фронтального сосдвигового сжатия, 14 – центральная часть зоны смыкания материнских сдвигов;

15 – ориентация сжатия, обусловившего активизацию материнских сдвигов;

16 – ориентация сосдвигового растяжения.

При этом рудоносные дуплексы и структуры смыкания, составляя зоны сочленения материнских разломов, сами по себе уже являются рудными мегастолбами, чьи оси ориентируются вдоль линий сопряжения материнских и оперяющих разрывов. В свою очередь инфраструктура мегастолбов иерархически дискретна, а их усложнение подчиняется фрактальной (самоподобия) симметрии, когда более мелкие рудные столбы, как правило, структурно и геометрически подобны более крупным, жестко сохраняя привязку своих осей к линиям сопряжения контролирующих их сколовых, раздвиговых или экранирующих элементов, которые есть, в сущности, физическая реализация осей поясов разрывов. А это позволяет на полную силу использовать наработанный арсенал объемного геометрического моделирования [9 и др.] для более обоснованного оконтуривания и 64 1-5 октября 2012 г., Санкт -Петербург блокировки как категорийных, так и прогнозных запасов на флангах рудных тел и на глубину.

Теоретическая значимость. Здесь идентификация рассматриваемых объектов важна тем, что они представляют собой совокупный результат динамического взаимодействия разломов не только между собой, но и с синхронными им рудно-магматическими системами. И в этом смысле дуплексы и структуры смыкания, которые контролируют многофазные интрузивно-дайковые комплексы в ассоциации с многостадийным жильно штокверковым оруденением, оказываются очень выигрышными объектами в сравнении с традиционно изучаемыми собственно дизъюнктивными, в т.ч. и конседиментационными, их аналогами. Потому что они, как было сказано, зачастую вмещают в себя промышленно значимое оруденение и, соответственно, детально охарактеризованы и в геолого структурном, и в вещественном отношении. Тут помимо выше перечисленных уместно будет упомянуть еще и сдвиговые позднепалеозойские магматические дуплексы растяжения Прибалхашья [12 и др.].

Тем не менее, если говорить с точки зрения генезиса месторождений, приходится констатировать, что исследователи не до конца еще осознают то обстоятельство, что процесс рудоотложения на том или ином из рассматриваемых объектов происходил в динамически подвижном структурном субстрате, с которым рудно-магматическая система, будучи сама еще мобильной, образовывала теснейший структурно-вещественный симбиоз.

Продуктом последнего является особый тип пространственно-временной организации вещества – рудно-магматическая динамозональность, присущая как раз [13] динамически неоднородным участкам земной коры. Для дуплексов [3-4, 13] она выражается в последовательном пространственном обособлении и наложении друг на друга рудно магматических ассоциаций по мере переориентации полей напряжений и усложнения их инфраструктуры, которые реализуются в иерархической и возрастной соподчиненности магмо- и рудоконтролирующих разрывов и их парагенезов. Иначе говоря, она подчиняется динамической (фрактальной) симметрии, что является еще одним признаком синхронного и совместного развития (под действием одного и итого же генерирующего фактора) [14 и др.] и рудно-магматической системы, и того складчато-разрывного каркаса-субстрата, который, понятно, определяет в данном случае пути миграции и особенности локализации рудно магматического вещества. Тогда и создание моделей формирования таких объектов должно идти через динамические геолого-структурные и минерагенические реконструкции, причем с учетом того, что взаимодействующие и неразрывно связанные между собой рудно магматическая и структурно-тектоническая системы являются в нашем случае системами открытыми, неравновесными с заведомо нелинейным характером рудораспределения. С более близких нам структурных позиций, реализация данного подхода в моделировании развития дуплексов (равно как и их еще более сложных аналогов) видится через временное описание их инфраструктуры с тем, чтобы выделить генерации дочерних рудоконтролирующих и рудовмещающих разрывов, проследить порядок их наложения друг на друга и оценить характер и степень наследования планов деформаций в непрерывно изменяющемся поле напряжений.

Заключение. Тем самым для рудно-магматических дуплексов и структур смыкания динамические и минерагенические реконструкции могут быть получены путем геодинамической корреляции структурных парагенезов с вещественными через их пространственно-временные срезы, которые следует при этом рассматривать как определенные стационарные состояния формировавшегося структурно-вещественного ансамбля. Такой путь синтеза структурных и вещественных данных, на наш взгляд, очень перспективен, что, впрочем, справедливо не только для рассматриваемых объектов.

Поскольку позволяет гибко применять в самом разнообразном сочетании любые из Современные проблемы магматизма и метаморфизма имеющихся геолого-структурных, петрологических, минералого-геохимических и иных методов. При этом обеспечивается как качественная, так и количественная оценка хода синхронных деформационных и рудно-магматических процессов при использовании числовых характеристик: петрохимических, геохимических, термодинамических и т.п. Так или иначе, чем более будут разнообразными и детальными структурно-вещественные данные, тем точнее будет получаемая на выходе модель формирования исследуемого природного динамически неоднородного объекта.

Литература 1. Мансуров М.М., Михайлова Ю.В., Смирнова С.К. и др. // Самородное золото: типоморфизм минеральных ассоциаций, условия образования месторождений, задачи прикладных исследований: Мат. Всеросс. конф. Т. 2.

Москва, ИГЕМ РАН, 2010. WEB: http://www.econf.info/Samorodnoe-zoloto-Petrovskaya-100/Vol2/6.html. 2. Некрасов Е.М. // // Известия вузов. Геология и разведка. 2010. № 4. С. 30-37. 3. Разломобразование в литосфере. Зоны сдвига.

Новосибирск: Наука, 1991. 262 с. 4. Митрохин А.Н., Сорокин Б.К., Саядян Г.Р. // Структурные парагенезы и их ансамбли: Тез. докл. М.: ГЕОС, 1997. С. 112-114. 5. Яковлев П.Д. Промышленные типы рудных месторождений:

учебник для вузов. М.: Недра, 1986. 358 с. 6. Фридовский В.Ю. // Известия вузов. Геология и разведка. 1999. № 1.

С. 60-66. 7. Ребецкий Ю.Л., Задорожный Д.Н., Соловьев А.А. и др. Палео напляжения. Серебряное месторождение «Прогноз». М.: ИФЗ ДВО РАН, 2005. WEB: http://old.ifz.ru/ tecton_stress/db_paleo_prognoz.html. 8. Знаменский С.Е., Знаменская Н.М. // Литосфера. 2011. № 1. С. 94–105. 9. Касаткин С.А. Геодинамика формирования рудоконтролирующих структур Фестивального месторождения (Комсомольский рудный район): Автореф. канд. дисс.

Владивосток: ДВГИ ДВО РАН, 2011. 28 с. 10. Уткин В.П., Митрохин А.Н., Неволин П.Л. и др.// Доклады Академии наук. 2004. Т. 394, № 5. С. 654-658. 11. Уткин В.П., Ханчук А.И., Михайлик Е.В. и др.// Тихоокеанская геология.

2006. Т. 25, № 2. С. 3-14. 12. Тевелев Ал.В. Тевелев Арк.В., Кошелева И.Е. и др. Динамика сдвиговых магматических дуплексов: Окончательный отчет РФФИ по проекту 96-05-65519. М.: РФФИ, 1999. 63 с. 13. Уткин В.П. // Изв. высш. учебн. завед. Геология и разв. 1980. № 5. С. 14-29. 14. Мандельброт Б. Фрактальная геометрия природы. М.: Институт компьютерных исследований, 2002. 656 с.

ГРАНИТОИДНЫЙ МАГМАТИЗМ АКТИВНЫХ КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ОКРАИН (НА ПРИМЕРЕ УСПЕНСКОГО МАССИВА, ПРИМОРЬЕ) Е.Ю. Москаленко (Дальневосточный геологический институт ДВО РАН, Владивосток, emoskalen@mail.ru) В последние десятилетия выявлен новый тип геодинамического режима – трансформной окраины континента, связанной с зонами скольжения литосферных плит.

Наиболее детально он изучен в Калифорнии, где установлено чрезвычайное разнообразие породных комплексов магматитов со смешенными геохимическими признаками ведущих геодинамических обстановок.

Последними исследованиями А.И. Ханчука, В.В. Голозубова и др. показано [1,2], что геодинамическая история тихоокеанских окраин в мезозое и кайнозое представляла собой чередование во времени и пространстве активных границ литосферных плит – погружения или скольжения. И если субдукционные обстановки и связанный с ним магматизм хорошо изучены, то обстановки скольжения плит друг относительно друга по латерали – нет.

В настоящее время разработаны геолого-структурные признаки определения существования режима скольжения, согласно которым при взаимодействии континентальной и океанической плит формировались новые блоки континентальной коры и орогенные пояса. Примером является Сихотэ-Алинский участок окраины континента, где в результате раннемеловых горизонтальных перемещений вдоль Центрального разлома происходили интенсивные складчатые, сдвиговые и надвиговые дислокации, приведшие к многократному увеличению мощности осадочной оболочки, формированию на ее нижнем уровне зон метаморфизма и выплавлению больших объемов гранитоидных магм, внедрение 66 1-5 октября 2012 г., Санкт -Петербург которых (татибинская серия) завершило формирование Центрально-Сихотэ-Алинского плутонического пояса [3,4].

Расположенный на побережье Японского моря к западу от Центрально-Сихотэ Алинского разлома Успенский массив в силу своей доступности для изучения является замечательным объектом гранитоидного магматизма конвергентных границ континент океан и представляет собой вытянутый в северо-восточном направлении интрузив размером 40х10 км, прорывающий юрские терригенные отложения кривинской серии.

Предыдущими исследователями [5,6] всегда подчеркивался его синтектонический характер, проявленный в повсеместной гнейсовидности пород, широком развитии катаклаза, а также единстве стиля структурных деформаций рамы массива и слагающих его гранитоидов (включая породы поздней жильной серии), «синкинематическом» характере контактов и наличии в гранитоидах многочисленных ксеноблоков вмещающих пород (провесов кровли), ориентированных согласно с общим планом деформаций. Плученные методом U-Pb изотопии данные показали [7], что время внедрения и кристаллизации гранитоидов (99- млн. лет) совпадает с периодом существования трансформной границы континентальной и океанической плит [2], в течение которого происходили масштабные перемещения вдоль Центрально-Сихотэ-Алинского разлома.

Установлено, что гранитоиды массива представлены двумя самостоятельными магматическими ассоциациями, внедрение которых происходило в антидромной последовательности с некоторым разрывом во времени, что подтверждается данными геологических и петрографических наблюдений, а также результатами изотопных исследований [8].

Ранняя ассоциация (103.3±2.4) млн. лет представлена гранатсодержащими равномернозернистыми двуслюдяными гранитами и лейкогранитами, поздняя (99+2 млн.

лет) – биотитовыми, иногда с амфиболом, равномернозернистыми гранодиоритами и меланократовыми гранитами, а также равномернозернистыми и порфировидными биотитовыми гранитами.

Гранитоиды обеих ассоциаций по петрохимическому составу являются породами нормальной щелочности, имеют существенно калиевую специализацию щелочей и повышенные содержания глинозема. По относительно низким содержаниям кальция, высоким значениям индекса Шенда (Al2O3/CaO+Na2O+K2O) во всех разновидностях пород, а также наличию граната и повышенной глиноземистости биотита породы обеих ассоциаций соответствуют высокоглиноземистым по [9] или гранитам S-типа по [10].

В целом по мере повышения кремнекислотности в гранитоидах Успенского массива наблюдается понижение содержаний TiO2, Al2O3, кальция и фемических компонентов.

Концентрация калия при достаточно широких вариациях остается примерно одинаковой на всем интервале кремнекислотности пород. Содержание магния в породах ранней ассоциации ведет себя сходным образом, в то время как в поздней с ростом кремнекислотности понижается. Не смотря на близость петрохимических признаков, породы ранней и поздней ассоциаций образуют дискретные группы по соотношению глинозема, щелочей и кальция.

Значительно сильнее отличаются геохимические параметры пород выделенных ассоциаций. Гранитоиды ранней ассоциации характеризуются максимальными среди пород массива концентрациями редких щелочей, Th и U, минимальными – Sr, Ba, Hf и Zr. Для пород характерны нижекларковые содержания редкоземельных элементов. Спектры распределения РЗЭ имеют квазисимметричную форму ((La/Yb)N = 1.4 – 2.5) и глубокие ((Eu/Eu*)N = 0.08-0.14) минимумы. На мультиэлементных диаграммах присутствуют минимумы по Ti, Sr, Ba, Zr и Nb. Двуслюдяные разности отличаются от биотитовых более высокими содержаниями всей гаммы редких элементов, при этом формы Современные проблемы магматизма и метаморфизма мультиэлементных спектров остаются практически неизменными, а в спектрах распределения РЗЭ увеличивается глубина европиевого минимума. Значение первичного отношения 87Sr/86Sr в породах ранней ассоциации составляет 0,70608 – 0,7062 до 0,707;

Nd от -3,5 до -3,0.

Гранитоиды поздней ассоциации по большинству редкоэлементных характеристик близки к среднему составу гранитоидов S-типа за исключением меланогранитов, в которых суммарные концентрации РЗЭ, содержания Sr и Ba превышают таковые в высокоглиноземистых гранитоидах. Меланократовые граниты и граниты характеризуются асимметричными спектрами распределения РЗЭ с незначительными отрицательными аномалиями по Eu.

С ростом кремнекислотности пород суммарные содержания РЗЭ в них понижаются с «выполаживанием» спектров и уменьшением европиевого минимума. Для данных пород наблюдаются минимумы по Ti, Ba и Nb. Незначительный минимум по Sr, фиксируемый в наименее кремнекислых породах, с ростом содержаний SiO2 сменяется незначительным максимумом. Порфировидные разности гранитов и гранодиориты отличаются пониженными содержаниями Sr и Ba, а гранодиориты, кроме того, пониженными концентрациями калия, РЗЭ, Zr, Hf, Th и U, повышенными – Nb. Данная группа пород обладает отчетливым минимумом по европию, а отрицательная аномалия по Nb выражена существенно слабее. Одновременно порфировидные гранодиориты и граниты имеют пониженные (до 14.5-13.7%) содержания глинозема и максимальные среди пород массива концентрации фосфора. Значение первичного отношения 87Sr/86Sr в породах поздней ассоциации составляет 0,70441 – 0,70636;

Nd в пределах -3,29…-0,6.

Таким образом, на примере Успенского массива показано, что гранитоидный магматизм режима скольжения континентальной и океанической плит обладает петро геохимическим параметрами близкими к таковым гранитоидов S-типа, сформированным в коллизионных обстановках. В тоже время успенские гранитоиды разных ассоциаций обладают своими характерными геохимическими признаками, а изотопные характеристики позволяют предположить различный источник и условия образования гранитоидных расплавов.

Литература 1. Ханчук А.И., Голозубов В.В., Мартынов Ю.А., Симаненко В.П. // Тектоника Азии. М: ГЕОС, 1997, с. 240-243. 2.

Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России / ред. А.И. Ханчук. Владивосток: Дальнаука, 2006. 979 с.

3. Голозубов В.В. Тектоника юрских и нижнемеловых комплексов северо-западного обрамления Тихого океана.

Владивосток: Дальнаука, 2006. 230 с. 4. Ханчук А.И., Голозубов В.В. // Тихоокеанский рудный пояс: материалы новых исследований. Владивосток: Дальнаука, 2008. С. 340-345. 5. Неволин П.Л., Уткин В.П., Митрохин А.Н. и др.

// Тихоокеанская геология. 2003. Т. 22. №5. С. 73-87. 6. Шипулин Ф.К. // Труды ИГЭМ. 1957. Вып. 8. 282 с. 7.

Ханчук А.И., Крук Н.Н., Валуй Г.А. и др. //ДАН. 2008. Т. 420, № 5. С. 664-668. 8. Москаленко Е.Ю., Крук Н.Н., Валуй Г.А. // Тихоокеанская геология. 2011. Т. 30. № 5. С. 80-93. 9. Изох Э.П. Гипербазит-габбро-гранитный ряд и формация высокоглиноземистых гранитоидов. Новосибирск: Изд-во СО АН СССР, 1965. 136 с. 10. Chappel B., White A. // Pacific Geology. 1974. V. 8. N 2. Р. 173-174.

О РЕЖИМАХ СТАНОВЛЕНИЯ МАГМАТИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ ПРИПОЛЯРНОГО УРАЛА Л.Н. Мочалкина, М.Я. Кузина (Югорский государственный университет, Ханты-Мансийск, l_mochalkina@ugrasu.ru) Приполярный Урал в настоящее время привлекает пристальное внимание общественности как потенциальный источник разнообразного минерального сырья в ХХI веке. Настоящая работа посвящена изучению режимов становления магматических комплексов восточного склона Приполярного Урала. Непосредственно район исследований 68 1-5 октября 2012 г., Санкт -Петербург находится в 40 км к западу от п. Саранпауль, пересекая долины рек Щекурья, Ватла, Сертынья и Большая Люлья в их среднем течении в меридиональном направлении.

В разные годы исследованием района занимались Мезенцев М.П., Цымбалюк А.В.

(1975), Павлов М.М. (1990) и др., в результате достаточно полно были освещены вопросы геологии и петрографии магматитов, сформирован представительный банк петрохимической информации. Данная работа базируется на результатах петрохимического и геохимического доизучения магматических комплексов района. Петрохимическая типизация вулканитов проводилась с учетом их нормативного состава, при этом последовательно были выделены щелочная, толеитовая и известково-щелочная серии. Для выяснения условий становления магматических образований использовались модельные диаграммы различного типа.

Все магматические образования района (как и прочие структуры Урала) имеют меридиональное простирание, при этом более древние магматические комплексы расположены в западной части района, а более молодые – в восточной.

Салатимский дунит-гарцбургитовый комплекс (O1-2s) локализуется на западе изучаемой площади и представлен Сертыньинским массивом в верховьях р. Большая Люлья. Возраст комплекса принимается ранне-среднеордовикским. Имеются данные о нахождении галек пород в отложениях силура.

Ультрабазиты салатимского комплекса образуют маломощные (от первых метров до сотен метров) линзовидные удлиненные тела апогарцбургитовых серпентинитов, гарцбургитов, верлитов (реже лерцолитов и габброидов) в составе зон офиолитового меланжа. Помимо ультрабазитов, в этих зонах фиксируются линзы, блоки, чешуи боковых пород и графитистых сланцев.

Нормативный состав всех пород комплекса содержит оливин и отнесен нами к серии оливиновых толеитов. Анализ петрохимических данных позволяет сопоставлять породы комплекса с бонинитами.

Ультрамафиты салатимского комплекса характеризуются четкой специализацией на хром и хризотил-асбест.

Качканарский комплекс (О3k) датируется поздним ордовиком. Он представлен относительно небольшими протрузивными телами ультрабазитов и габброидов (дунитов, лерцолитов, пироксенитов, перидотитов, габбро, норитов, габброноритов, троктолитов и горнблендитов), которые хаотично располагаются в матриксе более молодых тагилокытлымских габброидов. Скопление ультрабазитовых тел отмечено в пределах Хорасюрского массива, расположенного на юго-западе изучаемой площади. Существует мнение о кумулятивной природе этих образований.

В нормативных составах пород комплекса фиксируется оливин (реже нефелин).

Интересно отметить, что щелочные разности отличаются клинопироксеновым уклоном при полном отсутствии ортопироксена, тогда как для нормальнощелочных разностей характерно развитие габброноритов (одновременное развитие и орто-, и клинопироксена).

В составе пород комплекса нами выделены две серии: щелочная и оливиновых толеитов.

По петрохимическим данным ультрабазиты комплекса преимущественно сопоставимы с бонинитами, а габброиды - с островодужными толеитами.

В породах качканарского комплекса установлена рудная минерализация титаномагнетита, ильменита, халькопирита, борнита и апатита. Так, в пределах Хорасюрского массива было выявлено комплексное титаномагнетитовое Санклымьинское проявление, где в одной из штуфных проб установлены следующие содержания компонентов (%): Fe2O3 – 23,75;

FeO – 10,28;

V – 0,11;

TiO2 – 2,07;

Cu – 0,192;

P2O5 – 3,08;

S – 0,03.

Современные проблемы магматизма и метаморфизма Тагилокытлымский комплекс (S1t) объединяет нориты, оливиновые габбронориты, габбронориты, роговообманковые и лейкократовые габбро, диориты. Породами этого комплекса сложена западная часть крупного Щекурьинского массива, занимающего всю западную часть района. Возраст комплекса соответствует раннему силуру.

В нормативных составах пород комплекса отмечены как оливин-нормативные, так и кварц-нормативные разности, которые отличаются широким развитием и клино- и ортопироксена (габброноритовый уклон).

Оливин-нормативные разности объединены нами в серию оливиновых толеитов, а кварц-нормативные - разделены (с помощью диаграммы АFM) на толеитовую и известково щелочную серии.

По петрохимическим и геохимическим данным оливиновые толеиты, как правило, сопоставимы с бонинитами, а остальные габброиды - с продуктами островодужного магматизма.

В пределах ареала пород комплекса развиты кварцевые жилы с сульфидной минерализацией. Это, как правило, небольшие объекты, сложенные жильным кварцем с вкрапленностью пирита, халькопирита, реже сфалерита, галенита, магнетита и ильменита, при содержании Cu – 0,1-3,59%;

Au – 0,1-1,5 г/т;

Ag – 5,6-20 г/т.

Верхнетагильский комплекс (S2v) объединяет габбро, диориты, кварцевые диориты, плагиограниты, плагиогранодиориты и тоналиты, слагающие западную часть Щекурьинского массива. Возраст комплекса соответствует позднему силуру. Восточные контакты массива с вулканитами силура сопровождаются зонами дробления с медно порфировой минерализации.

На описываемой площади породы комплекса слагают Щекурьинско-Сертыньинский массив, в составе которого выделено три интрузивные фазы.

Первая фаза представлена преимущественно габброидами, среди которых распространены роговообманковые и пироксен-роговообманковые разности;

вторая фаза – это диориты и кварцевые диориты;

третья фаза сложена плагиогранитами, плагиогранодиоритами и плагиориодацитами.

В нормативных составах пород комплекса широко развиты и клино- и ортопироксены. В габброидах первой фазы количественно преобладают дериваты толеитовой серии, а в магматитах второй и третьей фаз - известково-щелочной.

По петрохимическим и геохимическим данным толеитовые разности, как правило, сопоставимы с бонинитами, а известково-щелочные - с продуктами островодужного магматизма.

В южной части массива отмечено проявление Маньульпватая, где главные рудные минералы представлены пиритом (55-60%), халькопиритом (1%), блеклой рудой (до 1%), второстепенные – галенитом и сфалеритом. Содержания элементов-примесей в этих рудах составляют: Mo – 0,005%;

W – 0,026-0,03%;

As – 0,02%;

Ag – 0,15-2,91 г/т.

Силурийская вулканогенно-осадочная (соимшорская) толща (S2s) преимущественно представлена вулканогенными фациями с подчиненной ролью осадочных пород.

Силурийские вулканиты с запада срезаются породами Сертыньинско-Щекурьинского гранитоидного массива с образованием на контактах зон дробления и брекчирования.

Верхняя граница силурийских образований проводится по подошве пачки подушечных лав, имеющих раннедевонский возраст. Вулканиты в основании толщи представлены диабазами, диабазовыми порфиритами;

в центральной части – андезибазальтовыми порфиритами, реже диабазами;

к кровле соимшорской толщи приурочены лавы основного состава.

Наиболее основные разности имеют явно выраженный щелочной уклон и отнесены нами к щелочной серии, остальные вулканиты (с помощью диаграммы АFM) разделены на 70 1-5 октября 2012 г., Санкт -Петербург толеитовую и известково-щелочные серии. При этом дериваты толеитовой серии дифференцированы до исландитов, а известково-щелочной – до дацитов.

По петрохимическим и геохимическим данным щелочные и толеитовые вулканиты в общих чертах сопоставимы с базальтоидами задуговых бассейнов, а известково-щелочные разности с продуктами островодужного вулканизма.

В пределах толщи отмечены кварцевые жилы с медной и медно-порфировой минерализацией.

Девонская вулканогенно-осадочная (рувшорская) толща (D1-2 rv) согласно залегает на отложениях силура. Девонский вулканизм начинается с излияния афировых и редкопорфировых базальтовых лав с подушечной отдельностью. К востоку и вверх по разрезу в составе толщи афировые разности сменяются порфировыми, увеличивается доля пирокластов и карбонатных осадков.

Среди основных пород толщи широко развиты щелочные разности, которые отнесены нами к щелочной серии, остальные вулканиты разделены на толеитовую и известково щелочные серии. При этом дериваты как известково-щелочной, так и толеитовой серий дифференцированы до кислых разностей. По сравнению с вулканитами соимшорской толщи, в дериватах рувшорской толщи резко падает количество известково-щелочных разностей.

По петрохимическим данным вулканиты толщи преимущественно сопоставимы с продуктами задугового вулканизма.

С рувшорской толщей связаны обильная вкрапленность халькопирита и протяженная (203км) геохимическая медная аномалия.

Петрохимический и геохимический анализ магматических образований Приполярного Урала позволяет утверждать следущие:

- начало развития региона связано с процессами спрединга, о чем свидетельствуют щелочные и толеитовые серии салатимского и качканарского комплексов;

- дальнейшее развитие структур Приполярного Урала связано с островодужными режимами, когда наряду с растяжением фиксирутся и импульсы сжатия (что отражается в совместном развитии толеитовых и известково-щелочных серий).

Развитие магматизма Приполярного Урала дополняет общую картину эволюции магматических образований уральского региона [1].

Однако следует отметить некоторые отличия в островодужных режимах силура и девона.

С одной стороны, преобладание продуктов известково-щелочной серии в позднем силуре, несомненно, свидетельствует о нарастании процессов сжатия в этом сегменте земной коры. Эти конвергентные процессы, вероятно, явились следствием сокращения пределов Палеоазиатского океана и его разделения на Уральский и Монгольский океанические бассейны на завершающей стадии каледонского геотектонического цикла.

С другой стороны, резкое увеличение дериватов толеитового типа в девоне, скорее всего, отражает процессы рифтогенеза на ранней стадии герцинского геотектонического цикла в пределах Уральского океанического бассейна [2].

Литература 1. Волченко Ю. А., Иванов К. С., Коротеев В. А., Оже Т. // Литосфера. 2007. № 3. С. 3-27. 2. Добрецов Н. Л. // Геология и геофизика. 2003. Т. 44, №1-2. С.5-27.

Современные проблемы магматизма и метаморфизма МАГМАТИЧЕСКИЕ, МЕТАСОМАТИЧЕСКИЕ И МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ТИПЫ СКОПЛЕНИЙ МИНЕРАЛОВ ПЛАТИНОВОЙ ГРУППЫ ГАББРО-ПИРОКСЕНИТ ДУНИТОВЫХ ПЛУТОНИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ А.Г. Мочалов (Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, Санкт-Петербург, mag1950@mail.ru) С 19 века проблемы образования и эволюции скоплений минералов платиновой группы (МПГ) в габбро-пироксенит-дунитовых (ГПД) плутонических комплексах остаются актуальными на протяжении второго столетия.

В наших работах была приведена детальная характеристика МПГ и породообразующих минералов ГПД плутонов, россыпных месторождений платиновых металлов Олюторского аккреционного комплекса Корякского нагорья. Наиболее детально изучен ГПД массив Гальмоэнан, с которым связаны крупные россыпные месторождения и рудопроявления платиновых металлов Корякского нагорья. Обоснована принадлежность ГПД плутонов к ассоциации подобных палеоостроводужных образований Юго-Восточной Аляски. Описаны закономерные особенности их строения: дунитовое тело надстраивается верлит клинопироксенитовой, а затем – габброидной оболочкой. ГПД плутоны комагматичны пикрит-базальтовым потокам поздний мел – палеоценовой Ачайваямской островной дуги.

Формирование крупных дунитовых тел объясняется многократными поступлениями недифференцированной пикритовой магмы в "канал-камеру" и периодической кристаллизацией хромшпинель-оливинового и оливин-клинопироксеного кумулятов с удалением остаточного расплава. Из остаточного расплава последовательно формировались пироксениты и габброиды. Дуниты ГПД массивов обнаруживают закономерную зональность деформационных структур, обусловленную синмагматической рекристаллизацией, длительной транспортировкой и остыванием.

Результаты исследований минералогии элементов платиновой группы (ЭПГ) ГПД плутонических комплексов Корякской складчатой области позволили выделить несколько минералого-геохимических и генетических типов ассоциаций МПГ (таблица): 1) магматогенного платинового (Pt);

2) магматогенно-флюидно-метасоматического платинового (Pt);

3) магматогенно-флюидно-метасоматического осмисто-платинового (PtOs);

4) флюидно-метаморфогенного иридисто-платинового (PtIr);

5) гидротермально метасоматического (Pt-Cu). В результате стало очевидным, что модель генезиса, как МПГ, так и их месторождений надо понимать: как совокупность различных способов собственной кристаллизации индивидов и агрегатов, многообразных физико-химических условий их организации, а так же неодинаковых геологических процессов минералообразования (что соответствовало понятию генезиса минералов Д.П. Григорьева 1961 г.).

В основе предлагаемой нами генетической модели эволюции МПГ лежит следующий ряд важных положений.

1. В кумулятивных сериях пород – дунитах, пироксенитах и габбро – преимущественным распространением пользуются МПГ Pt типа. Судя по относительно равномерному, "фоновому", содержанию ЭПГ (десятки мг) в породах, МПГ Pt типа находятся в рассеянной форме. Они представлены преимущественно отдельными кристаллическими индивидами, размерами не более сотни мкм. В таком же рассеянном виде находятся и микроскопические индивиды сульфидов Fe и Ni с примесями ЭПГ.

2. Наличие и широкое распространение различных петрографических фаций дунитов в массивах свидетельствует о многократной их кристаллизации из различных циклов недифференцированного пикритового расплава.

72 1-5 октября 2012 г., Санкт -Петербург Таблица Основные МПГ минералого-геохимические типов ГПД плутонических комплексов Минералы платиновой группы Минералого-геохимические типы Pt 1 Pt 2 PtOs PtIr Pt-Cu Самородная платина – (Pt,Fe,Rh,Pd) А А ААИ Не обн. Не обн.

Изоферроплатина - (Pt, Rh,Pd)3Fe ИИИАА ИИИАА АААИ АИ Изоферроплатина - (Pt,Ir)3Fe АИ Не обн. Не обн. АAАИИ Тетраферроплатина - PtFe ААИИ АААИИ А ААИВ АА Туламинит - Pt2FeCu Не обн. А А ААИВ ААА Хонгшит - PtCu Не обн. Не обн. А АА Самородная медь с платиной – А А А АА (Cu,Pt) Самородный осмий - (Os) ИВ ИВ ВВА В Не обн.

Самородный осмий - (Os,Ir) ИВ Не обн. Не обн. В Самородный иридий - (Ir,Os,Pt) И В Гексаферрум – (Fe,Ru,Os,Ir) В В Куперит - PtS Не обн. В АВ АВ АА Бреггит - (Pt, Pd)S В Не обн. Не обн. В Сперрилит - PtAs2 ИИА ИИА ИАВ АА Платарсит - Pt(As,S)2 И В В Не обн.

Лаурит - RuS2 И В В Кашинит - (Ir,Rh)S2 Не обн. В Не обн. В Фаза-1 – оксиды Pt и Fe Не обн. А А Фаза-2 – оксиды Ir, Os, Ru и Fe Не обн. В Примечание. Pt 1 - магматогенный Pt тип. Pt 2 - магматогенно-флюидно-метасоматический Pt тип, минералы определены в процессе работ по разработке технологии обогащения коренных платиновых руд Гальмоэнанского месторождения (Богданович и др., 2005ф;

Зайцев и др., 2009ф). И – кристаллы, мономинеральные агрегаты;

A – полиминеральные агрегаты;

B – микровключения в кристаллах и агрегатах. Распространенность минералов: ИИИ, ААА – от 10 до 100 мас.%;

ИИ, AA, - от 1 до 10 мас.%;

И, А, В - до 1 мас.%.

3. Линзы "черных дунитов" с крупнокристаллической до пегматоидной полигональной структурой, с широким распространением в оливинах микроскопических включений хромшпинелидов, хроммагнетитов, диопсидов и МПГ Pt типа (сотни мг), представляют собой высокотемпературные продукты первично-перекристаллизованных ранних дунитовых кумулятов.

4. Интенсивная синмагматическая рекристаллизация "черных дунитов" приводит к: 1) широкому проявлению порфирокластических структур;

2) уменьшению порфирокластов оливина с микроскопическими включениями хромшпинелидов, хроммагнетитов, диопсидов и МПГ Pt типа;

3) локальному метакристаллическому укрупнению индивидов и агрегатов хромшпинелидов;

4) образованию хромититовых шлиров;

5) автономной собирательной перекристаллизации рассеянных МПГ Pt типа и локальному развитию агрегатов МПГ PtIr типа. В начале рекристаллизации "черных дунитов" из магматогенных МПГ Pt типа и сульфидов Fe и Ni флюидом растворялось большее количество легкоподвижных в газовых средах элементов - Ru, Os и Ir. Это обстоятельство фиксируется несколько повышенными содержаниями Ru, Os и Ir в новообразованных МПГ PtIr типа. Рекристаллизация мелкокристаллических дунитов приводит к новообразованию незначительных скоплений хромититов и МПГ PtIr типа. В процессах синмагматической рекристаллизация крупнокристаллических полигональных "черных дунитов" и кумулятивных мелкокристаллических дунитов происходит трансформация относительно равномерного геохимического фона ЭПГ (около первой сотни мг/т) на бедный (первые мг/т) с появлением локальных зон богатых содержаний (до сотен г/т).

Современные проблемы магматизма и метаморфизма 5. Образование МПГ происходит практически на каждой стадии кристаллизационной дифференциации пикритовых расплавов – от образования дунитов до габбро.

6. Образование МПГ PtOs типа с пироксеном происходит из остаточного расплава в экзоконтактовой зоне ранее образовавшихся ультраосновных пород и обусловлено контаминацией Os из ранних МПГ.

7. Минеральные агрегаты Pt-Cu типа частично и с различной интенсивностью, в виде псевдоморфоз тетрагональных минералов Pt и Cu и самородной меди, сперрилита, куперита, развиваются по агрегатам изоферроплатины, тетраферроплатины Pt, PtIr и PtOs типов. Эти псевдоморфозы являются результатом гидротермально-метасоматической серпентинизации ультраосновных пород.

Согласно полученным нами выводам о происхождении МПГ ГПД плутонических комплексов мы предлагаем следующую модель их эволюции.

В процессе первоначального моноцикла внедрения в земную кору недифференцированной пикритовой магмы в "канал-камеру" и магматогенного петрогенезиса хромшпинелид-оливиновых и оливин-клинопироксеновых кумулятов происходит зарождение и развитие МПГ Pt типа.

На контактах остаточного расплава образуются клинопироксениты с магматогенно флюидно-метасоматическими МПГ PtOs типа.

В экзоконтактах новых циклов поступлений в "канал-камеру" недифференцированной пикритовой магмы хромшпинелид-оливиновые кумуляты подвергаются высокотемпературному и флюидному воздействию. Формируются своеобразные метасоматиты – крупнокристаллические и пегматоидные полигональные "черные дуниты", обогащенные микронными выделениями хромшпинелида, хроммагнетита, клинопироксена и магматогенно-флюидно-метасоматической ассоциацией МПГ Pt типа.

Под влиянием динамических напряжений полициклических внедрений недифференцированной пикритовой магмы на ранние дунитовые тела происходит их синмагматическая рекристаллизация с флюидным перераспределением ЭПГ и развитием флюидно-метаморфогенной ассоциации МПГ PtIr типа с хромититами (главная россыпеобразующая формация).

Развитие магматогенно–флюидно-метасоматической ассоциаций Pt и PtOs типов прямо пропорционально поступлениям в "канал-камеру" порций недифференцированной пикритовой магмы, в ряду развития от моноциклического ГПД кумулятивного комплекса до полициклического ГПД кумулятивного комплекса.

Развитие флюидно-метаморфогенной ассоциаций МПГ PtIr типа зависит: 1) от субстрата, в котором она образуется – моноциклическом ГПД кумулятивном комплексе или полициклическом ГПД кумулятивном комплексе;

2) от степени рекристаллизации кумулятивных дунитов и преобразования МПГ Pt типа – от частичной до полной.

В ГПД кумулятивных комплексах рудообразующие процессы с участием ЭПГ протекают в рамках многофакторной системы, в результате эволюции которой организуются различные генетические типы скоплений МПГ в ряду рудопроявление – уникальное месторождение.

Выделенные типы скоплений МПГ и критерии их развития предлагается рассматривать как самостоятельные объекты: минералогии, геологии месторождений полезных ископаемых, поисков и разведок полезных ископаемых, металлогенического анализа регионов и эксплуатации месторождений полезных ископаемых.

Работа выполнена при поддержке проекта РФФИ №10-05-00030-а и № 11-05-12048-офи-м.

74 1-5 октября 2012 г., Санкт -Петербург АНАТОМИЯ ГИГАНТСКОЙ ПАЛЕОПРОТЕРОЗОЙСКОЙ КОЛЧАНОВИДНОЙ СКЛАДКИ, ЗАПАДНЫЕ КЕЙВЫ, КОЛЬСКИЙ ПОЛУОСТРОВ С.В. Мудрук1, И.А. Горбунов2, В.В. Балаганский1, А.Б. Раевский ( Геологический институт КНЦ РАН, Апатиты, mudruksergey@mail.ru;

2Апатитский Филиал Мурманского государственного технического университета, Апатиты) Введение. Колчановидные складки устанавливаются в зонах сильных деформаций (shear zones) и в основном развиты в средней коре [1]. Эти специфические складки служат индикаторами направлений перемещений горных пород во время складкообразования [2], при этом крупные колчановидные структуры маркируют значительные горизонтальные перемещения фрагментов земной коры [3]. В отечественной литературе описание колчановидных складок встречается крайне редко [4]. Данная работа посвящена: (1) описанию морфологии Серповидной структуры – одной из крупных колчановидных складок на западном замыкании Кейвского парасланцевого пояса раннедокембрийского возраста, (2) определению величины деформации пород и кинематики движений, (3) установлению кровли и подошвы метаосадочных пород, слагающих ядро Серповидной структуры.

Общая характеристика района работ. Ядерная часть Серповидной структуры сложена вулканогенно-осадочными образованиями, коррелируемыми с палеопротерозойскими рифтогенными толщами рифта Имандра-Варзуга [5].

Палеопротерозойский возраст этих пород подтверждн изотопным составом углерода [В.А.

Мележик, личное сообщение] и Sm-Nd изотопными анализами [Мыскова, Балаганский, неопубл. данные]. Серповидная структура представляет собой единственный пока выход супракрустальных пород палеопротерозойского возраста в Кейвском террейне (при этом не исключено, что кейвские парасланцы также являются палеопротерозойскими, что и предполагают ряд исследователей). В строении этой структуры участвуют три толщи:

гнейсо-сланцевая, метабазальтов и карбонатно-сланцевая. С самого начала ее изучения Серповидная структура рассматривалась как простая синклиналь с глубиной погружения киля менее 500 м и мощностью стратиграфического разреза ~200 м [6]. Позднее было показано, что южное крыло складки срезано надвигом при движении с севера на юг, а оценка мощности разреза составила уже 875 м [5]. Затем по магнитным и ограниченным структурным данным было установлено, что Серповидная структура имеет колчановидную морфологию, при этом длина "колчана" палеопротерозойских пород достигает ~5 км [7].

Морфология складки. По результатам детальной магнитной съемки и геологического картирования установлено, что на современном эрозионном срезе структура представляет собой изоклинальную складку с сильно пережатым южным крылом (рис.). Видимая мощность метабазальтовой толщи, которая является маркирующей для морфологии всей структуры, сокращается с ~600 м на северном крыле до ~15 м на южном, т.е. примерно в раз, а карбонатно-сланцевой – примерно в 50 раз.

Метаморфизованные доломиты северного крыла падают к северо-северо-востоку под углами 35–40°, тогда как в ядерной части и на южном крыле породы падают в том же направлении под углами 50–70°. Эти наблюдения вместе с магнитными данными указывают на выполаживание осевой поверхности Серповидной структуры с глубиной: на поверхности она падает к северу под углом ~60, а на глубине углы падения оцениваются в 30–40°.

Западное и восточное замыкания палеопротерозойской части Серповидной структуры скрыты под четвертичными отложениями, тогда как кейвские двуслюдяные сланцы (пачка Д по работе [6]), непосредственно обрамляющие оба эти замыкания, обнажены достаточно хорошо, что позволяет определить положение шарниров рядом с границей кейвских Современные проблемы магматизма и метаморфизма параланцев и палеопротерозойских пород. Геометрический анализ ориентировок полосчатости и сланцеватости показал, что шарнир восточного замыкания структуры погружается к северо-западу под углом 28° (рис., диаграмма V), что определяет это замыкание как центриклинальное. Шарнир западного замыкания погружается к северо северо-востоку под таким же углом (рис., диаграмма III), и замыкание является периклинальным. Угол между шарнирами составляет 51°, а линейность, погружающаяся в целом к северу под углами 40–60°, делит этот угол пополам (рис., диаграмма IV).

Выявленный структурный узор однозначно определяет Серповидную структуру как колчановидную синформу. Согласно анализу этого узора, длина "колчана" (длина складки по оси X [1]) составляет примерно 5 км, и эта величина совпадает с оценкой, полученной при решении обратной задачи для поля модуля магнитной индукции [7].

Синклиналь или антиклиналь? В магнетитовых кварцитогнейсах гнейсо-сланцевой толщи на северном, недеформированном крыле Серповидной структуры выявлены следующие первично-осадочные слоистые текстуры: косая слоистость, параллельная слоистость (местами с элементами градационной) и поверхности размыва. Косая слоистость и поверхности размыва указывают на то, что в северном крыле породы залегают нормально, и стратиграфический разрез наращивается к северу.

Таким образом, Серповидная синформа является ныряющей синформой. Для потверждения этого вывода мы изучили градационную слоистость, обусловленная ритмичным чередованием лейко- и меланократовых слойков гранат-двуслюдяных парасланцех гнейсо-сланцевой толщи (лейкократовые слойки отличаются повышенным содержанием граната и мусковита). Внутри ритма слойки связаны постепенным переходом, тогда как границы ритма резкие. Установлено, что на границе между ритмами происходит резкий скачок величины индексов выветривания CIA, CIW и PIA [8], тогда как внутри ритмов они плавно увеличиваются, отражая увеличение степени выветрелости пород внутри ритма от подошвы к кровле. Таким образом, эти петрохимические данные указывают на нормальное залегание пород в северном крыле Серповидной структуры и подтверждают вывод о ее антиклинальном характере.

На диаграмме FAК [9] гранат-двуслюдяные гнейсы отвечают малоглинистым грауваккам, причем от кровли к подошве фемичность и глиноземистость пород увеличиваются. Это также свидетельствует об увеличении степени выветрелости вверх по ритму, т.е. о нормальном залегании пород.

Величина деформации. Существенное изменение видимой мощности пород на разных крыльях структуры предполагает разную величину деформации пород. На северном крыле породы практичеки не деформированы, тогда как породы южного крыла сильно рассланцованы и линеализированы. В базальтовых метапорфиритах северного крыла структуры развиты порфиробластические эпидот-карбонатные агрегаты изометричной формы. На южном крыле эти агрегаты сильно деформированы, что дает возможность рассчитать величину деформации для данных пород. Изучались образцы, выпиленные перпендикулярно плоскости сланцеватости и параллельно и перпендикулярно линейности, т.е. в плоскостях XZ и YZ эллипсоида конечной деформации, на которых и производились необходимые измерения. В метабазальтах южного крыла, находящихся на расстоянии 10– 15 м от границы с кейвскими парасланцами, величина RXZ составляет 25,4, а на расстоянии ~100 м от границы – 12,2. При этом на расстоянии ~400 м (на северном крыле) деформация пород практически отсутствует. Такое распределение величин деформации типично для гельветских покровов – максимальные в подошве покрова, а минимальные – для его верхней части [10].

76 1-5 октября 2012 г., Санкт -Петербург Современные проблемы магматизма и метаморфизма Кинематические индикаторы. В палеопротерозойских породах наблюдались такие кинематические индикаторы с характерной моноклинной симметрией как c-s и структуры. Установлены три этапа тектонических движений. Самые ранние движения происходили с юга на север, затем они сменились движениями с севера на юг. Условия метаморфизма во время этих двух этапов отвечали амфиболитовой фации. Самые поздние движения осуществлялись в направлении с юга на север в условиях зеленосланцевой фации, о чем свидетельствует участие в строении кинематических индикаторов хлорита.

Мелкомасштабные колчановидные складки, с которыми была сопряжена линейность по кианиту и ставролиту и которые возникли при движениях с юга на север, наблюдались нами в кейвских парасланцах [11]. На движения с юга на север указывает и морфология Серповидной колчановидной складки, причем е размеры предполагают значительные перемещения (не меньше первых десятков километров).

Результаты. Серповидная складка, ядро которой сложено палеопротерозойскими рифтогенными породами, является гигантской колчановидной ныряющей антиклиналью.

Морфологически она идентична известным гигантским колчановидным структурами, при этом локализация деформации, причем очень значительной, только в ее нижнем крыле идентична таковой в крупных складках гельветских покровов.

Данная работа выполнена при финансовой поддержке программой ОНЗ-6.

Литература 1. Alsop G.I., Holdsworth R.E. // Journal of Structural Geology. 2004. V.26. No. 9. 1561–1589. 2. Hanmer S., Passchier C.

Shear-sense indicators: a review. Geol. Surv. Can. Paper 90–17. 1991. 72 p. 3. Searle M. P., Alsop G. I. // Geology. 2007.

V. 35. No. 11. P. 1043–1046. 4. Миллер Ю.В. // Геотектоника. 1997. № 4. С. 80–89. 5. Белолипецкий А.П., Гаскельберг В.Г., Гаскельберг Л.А. и др. Геология и геохимия метаморфических комплексов раннего докембрия Кольского полуострова. Л.: Наука. 1980. 238 с. 6. Бельков И.В. Кианитовые сланцы свиты Кейв. М.–Л.: изд. АН СССР. 1963.

322 с. 7. Балаганский В.В., Раевский А.Б., Мудрук С.В. // Комплексные геолого-геофизические модели древних щитов. Тр. Всеросс. научн. конф. Апатиты: ГИ КНЦ РАН. 2009. C. 110–117. 8. Fedo C.M., Nesbitt H.W., Young G.M.

// Geology. 1995. V. 23. No. 10. P. 921–924. 9. Предовский А.А. Реконструкция условий седиментогенеза и вулканизма раннего докембрия. Л.: Наука. 1980. 152 с. 10. Ramsay J.G. // Thrust and Nappe Tectonics. Geological Society, London, Special Publications. 1981. v. 9. p. 293-309. 11. Горбунов И.А., Мудрук С.В., Балаганский В.В. // Материалы XXII конференции молодых ученых, посвященной памяти чл.-кор. профессора К.О. Кратца. 8- ноября 2011 г. Апатиты: изд-во K&M. C. 52-55.

Sr-Nd-Pb ИЗОТОПНАЯ НЕРАВНОВЕСНОСТЬ КЛИНОПИРОКСЕНОВ ИЗ УЛЬТРАКАЛИЕВЫХ ЭФФУЗИВОВ ВОСТОЧНО-АФРИКАНСКОГО РИФТА, КАК ИНДИКАТОР МАНТИЙНОЙ ГЕТЕРОГЕННОСТИ И СМЕШЕНИЯ МАГМ Н.С. Муравьева1, Б.В. Беляцкий ( Институт геохимии и аналитической химии им. В.И.Вернадского РАН, Москва, nmur@mail.ru;

ФГУП ВНИИОкеангеология, bbelyatsky@mail.ru) Ультракалиевый магматизм, наиболее глубинный тип магматизма, обладает рядом признаков обогащенности мантийного источника редкими некогерентными элементами.

Классической областью распространения ультракалиевых пород является Западная ветвь Восточно-Африканского рифта. Присутствие на сравнительно ограниченной площади пород, отличающихся по модальному и химическому составу, отражает гетерогенность верхней мантии на километровой шкале. При изучении изотопного состава минералов вкрапленников камафугитов нами были получены новые доказательства гетерогенности мантийного источника калиевых магм Западного рифта.

В настоящей работе был определен изотопный состав свинца, стронция и неодима вкрапленников клинопироксена из четырех образцов камафугитов Торо-Анколе 78 1-5 октября 2012 г., Санкт -Петербург вулканического поля Буньяругуру и двух образцов (угандита и лейцитита) вулкана Високе (провинция Вирунга). Измерения проводились на многоколлекторном масс-спектрометре TRITON в статическом режиме регистрации из отобранных мономинеральных фракций (чистота не хуже 99%).

Изотопная систематика стронция и неодима изученных пород Торо-Анколе (87Sr/86Sr:

0.704629–0.705356;

143Nd/144Nd: 0.512488 –0.512550) [1-3] свидетельствует, что их мантийный источник близок по составу к обогащенному источнику базальтов океанических островов EM1 [4;

5]. В тоже время, изотопный состав свинца тех же пород 206Pb/204Pb:

18.998 – 19.566;

207Pb/204Pb: 15.686 – 15.737;

208Pb/204Pb: 39.303 – 40.264 [3] обнаруживает сходство состава с характеристиками вулканитов океанических островов EM2. Это разнообразие изотопных характеристик камафугитов объясняется длительным влиянием процессов мантийного метасоматоза на мантийное вещество.

Сравнение данных по минералам с изотопным составом камафугитов показало, что если относительно изотопного состава неодима вкрапленники в целом равновесны с вмещающей породой, тогда как по 206Pb/204Pb. 207Pb/204Pb, 208Pb/204Pb и 87Sr/86Sr отношению большая часть вкрапленников является изотопно-неравновесными.

На 208Pb/204Pb - 206Pb/204Pb и 207Pb/204Pb - 206Pb/204Pb диаграммах значения изотопного состава клинопироксенов из камафугитов образуют поле вблизи модельного источника EM1, что существенно ниже данных по валовым пробам. Линия, соединяющая изотопные составы камафугитов и клинопироксенов из них попадает на тренд, связывающий расплавы из источников типа EM1 и HIMU. Это может объясняться смешением расплавов, содержащих клинопироксен с новыми порциями расплавов из более обогащенного источника типа HIMU.

Тип изотопного неравновесия по стронцию хорошо согласуется с химическим составом и структурными особенностями клинопироксенов. Состав клинопироксенов был определен нами на микроанализаторе SX 100 фирмы САМЕСА. В пределах каждой породы наблюдался некоторый интервал по содержаниям петрогенных элементов, иногда значительный, как от зерна к зерну, так и между центральной и краевой частями вкрапленников (например, 0,45-0,88 по Mg#). Различные зерна клинопироксенов обнаруживают зональность (прямую и обратную), что является основным петрографическим признаком неравновесности. Вкрапленники клинопироксена, в которых обратная зональность преобладает, оказываются обогащенными радиогенным стронцием относительно породы в целом.

Различие в степени изотопной равновесности клинопироксенов с вмещающей породой по неодиму и стронцию можно объяснить на основании сравнения скоростей диффузии этих элементов и времени пребывания магматических расплавов в очаге [6]. Скорость установления диффузионного равновесия для Nd гораздо ниже, чем для Sr или Pb. Таким образом, без введения новых порций изотопно-различающихся расплавов в исходное магматическое тело, изотопное 87Sr/86Sr отношение в клинопироксенах будет испытывать диффузионное переуравновешивание с вмещающим расплавом в масштабах времени типичных для «жизни» магмы. Следовательно, наблюдаемая Sr изотопная неравновесность клинопироксенов указывает на быстрое изменение состава магматического расплава, и что время между смешением изотопно-различных магм и извержением должно быть очень коротким. Более поздние расплавы, с которыми смешивались клинопироксен-содержащие магмы были значительно магнезиальнее, о чем можно судить по составу краевых частей вкрапленников. Магнезиальность краевых частей большинства клинопироксенов с обратной зональностью независимо от состава центральной зоны составляет 0.80 – 0.88 для обр.11503 и 0,75-0,80 для обр.11530, что согласно коэффициенту распределения KdFe-MgCpx # Liq соответствует равновесным расплавам с Mg 0,7 и 0,68 соответственно.

Современные проблемы магматизма и метаморфизма Обращает на себя внимание близкое сходство изотопных характеристик стронция для клинопироксенов из различных пород. В отличие от водосодержащих минералов вкрапленники клинопироксена в эффузивах наиболее устойчивы к любым процессам вторичного изменения (в том числе и метасоматическим), чем объясняется сохранность первичных изотопных меток пироксенов и близость их к характеристикам мантийного источника. Учитывая «кучное» расположение точек значений 87Sr/86Sr клинопироксенов на диаграмме, можно предположить для всех изученных образцов существование единого источника с изотопным составом стронция не превышающим величину 87Sr/86Sr - 0.7046.

На 87Rb/87Sr - 87Sr/86Sr диаграмме, в небольшое поле, которое образуют точки составов всех изученных клинопироксенов, попадают и наиболее деплетированные по стронцию, максимально обогащенные кальцием породы мафурит (обр.11503) и катунгит. Это, по видимому, указывает на равновесность первичных расплавов этих пород с пироксенитовым источником. Присутствие ксенолитов карбонатизированных пироксенитов в породе, высокое содержание стронция (2888 ppm) и обилие карбонатов в основной массе указывает на то, что метасоматизирующим агентом мог быть карбонатитовый расплав-флюид [7].

На основании полученных результатов наиболее вероятным объяснением происхождения изученных пород является двустадийный механизм: 1- образование первичных расплавов при плавлении гетерогенного пироксенит-перидотитового мантийного субстрата и 2 - смешение магм из двух литосферных и подлитосферных горизонтов при быстром подъеме к земной поверхности.

Литература 1.Муравьева Н.С., Беляцкий Б.В., Иванов А.В.// Материалы IV Российской конференции по изотопной геохронологии. 2009. Санкт-Петербург Том II, C.34-37. 2.Muravyeva N.S., Belyatsky B.V., Ivanov A.V.// XXVI international conference Geochemistry of magmatic rocks, school Geochemistry of alkaline rocks. 2009, Abstract volume. P.107-108 3.Muravyeva N.S., Belyatsky B.V.// Geophysical Research Abstracts. 2009. V. 11, EGU2009-12651-1.

4. Hofmann A.W.// Treatise on Geochemistry. 2003. V. 2. P. 61–101. 5. Stracke A., Hofmann A.W., Hart S.R.// Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2005. V. 6, N 5, P. 6. Jackson M. G., S. R. Hart, N.Shimizu, J. S. Blusztajn // Geochemistry Geophysics Geosystems V. 10, N. 3, 11 March 2009 7.Kogarko L.N., Kurat G., Ntaflos T.// Contrib Mineral Petrol. 2001. V.140, P.577-587.

СОПОСТАВЛЕНИЕ ПЕТРОГЕОХИМИЧЕСКОГО СОСТАВА И ИЗОТОПНОГО ВОЗРАСТА СУМИЙСКИХ КИСЛЫХ ВУЛКАНИТОВ И ГРАНИТОИДОВ ЗОНЫ СОЧЛЕНЕНИЯ КАРЕЛЬСКОГО КРАТОНА И БЕЛОМОРСКОГО ПОДВИЖНОГО ПОЯСА Т.А. Мыскова1, М.А. Корсакова2, Н.М. Иванов2, Р.И. Милькевич ( Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, Санкт-Петербург, tmyskova@gmail.com;

ГГУП «СФ «Минерал», Санкт-Петербург, korsakova@scmin.spb.ru) На границе Карельского кратона и Беломорского подвижного пояса развита нижнепротерозойская ассоциация кислых вулканитов калиевого ряда и комплекса гранитоидов, сформированных в одном и том же возрастном интервале и обладающих сходными петрогеохимическими особенностями.

Кислые вулканиты обнажаются в пределах Панаярви-Выгозерской структуры карелид, тянущейся вдоль зоны сочленения Карельского кратона и Беломорского подвижного пояса.

Они слагают верхнюю часть разреза сумия и отнесены в пределах Шомбозерского и Лехтинского синклинория к ожиярвинской свите. Выходы гранитоидов сумийского возраста закартированы в параллельной полосе, прилегающей с северо-востока и вытянутой в северо-западном направлении на 200 км.

80 1-5 октября 2012 г., Санкт -Петербург В настоящем сообщении мы приводим сравнительный анализ новых петрогеохимических и геохронологических данных для кислых вулканитов ожиярвинской свиты и сумийских гранитоидов. Вопросы корреляции для совокупности этих пород до сих пор практически не рассматривались, однако они имеют большое значение для определения их генезиса и геодинамических построений.

Ожиярвинская свита, представленная кварц-плагиоклазовыми порфирами, порфировыми риолитами и риодацитами, согласно залегает на андезибазальтах тунгудской свиты и перекрывается сариолийскими вулканитами вермасской свиты, а на локальных участках вулканогенно-осадочными образованиями пайозерской свиты, содержащими в значительных количествах гальки кислых и основных вулканитов нижележащего сумийского надгоризонта [1]. Разрез ожиярвинской свиты (m=800 м) изучен нами в двух структурах: Шомбозерской и Лехтинской. Он представлен серией лавовых потоков (риолитов и риодацитов) с характерными порфировыми вкрапленниками голубого кварца и плагиоклаза. Типичны массивные лавы с реликтами текстур течения и флюидальности.

Реже встречаются лавобрекчии и осадочно-пирокластические образования. Степень метаморфизма пород соответствует зеленосланцевой фации с локальным проявлением биотитового, амфиболового и карбонатного порфиробластеза. По химическому составу породы отвечают риодацитам и риолитам с высокими содержаниями SiO2 (71.04-83.87 масс.

%), низкими содержаниями Al2O3 (8.08-13.23 масс. %) и Sr (32-102 мкг/г), отношением K2O/Na2O1, повышенными содержаниями Zr (150-475 мкг/г), Y (17-50 мкг/г), Nb (12- мкг/г), обогащенным слабо дифференцированным спектром РЗЭ с отчетливой отрицательной Eu аномалией (Eu/Eu*=0.49-0.79) и варьирующей суммой лантаноидов (25 462 мкг/г). Имеющиеся U-Pb по циркону изотопные данные, полученные классическим методом (2443±5 млн. лет) [2] и с использованием SHRIMP-II для порфиров ожиярвинской свиты Шомбозерской (2437±26 млн. лет) и Лехтинской (2442±17 млн. лет) [1] структур совпадают и надежно оценивают время синхронного проявления сумийского кислого вулканизма в обеих структурах. Их общий конкордантный возраст составляет 2442±17 млн.

лет [3].

Гранитоиды изучены нами в районе оз. Поньгома, Вокшозера и Кривопорожского водохранилища, где они представлены двумя пространственно связанными ассоциациями:

более ранней габбро-диорит-гранодиорит-чарнокитовой (вичанский тип) и более поздней граносиенит-гранитовой (топозерский тип) [4]. Они отличаются высокой магнитной восприимчивостью, что выражается в характерных положительных магнитных полях и содержат специфический комплекс акцессорных минералов: от 3 до 5% магнетита, сфена и апатита. Наиболее распространенная граносиенит-гранитовая ассоциация на исследованной территории слагает крупный батолитоподобный Кривопорожский массив, осложненный двумя выступами архейского фундамента. Преобладающие в составе ассоциации граниты (биотитовые и биотит-амфиболовые) характеризуются достаточно высокими содержаниями SiO2 (67-74.25 масс. %), Zr (297-479 мкг/г), Y (20-30 мкг/г), умеренными концентрациями Sr (223-327 мкг/г), Nb (10-17 мкг/г), низкими содержаниями Al2O3 (12.63-13.46 масс. %) и отношением K2O/Na2O1. Для них характерна отрицательная европиевая аномалия (Eu/Eu*=0.62-0.75) и сумма РЗЭ 164-292 мкг/г. Встречающиеся реже субщелочные и лейкограниты по сравнению с гранитами имеют более высокие содержания SiO2 (73.01 76.48 масс. %), высокую сумму РЗЭ (442-516 мкг/г) с углубленным Eu минимумом (Eu/Eu*=0.28-0.36) и в большей степени обеднены Al2O3 (11.46-12.91 масс. %) и Sr (72- мкг/г). Габбро-диорит-гранодиорит-чарнокитовая ассоциация вичанского типа слагает небольшие массивы: Егутский, Поньгомский, Нембозерский и Хангозерский. Мы располагаем петрогеохимическими данными только по диоритам и гранодиоритам Егутского массива. По сравнению с гранитами они характеризуются меньшими Современные проблемы магматизма и метаморфизма содержаниями SiO2 (57.64-67.73 масс. %), большими содержаниями Al2O3 (13.41-15.89 масс.

%) и Sr (278-380 мкг/г), более низкой щелочностью с преобладанием Na2O над K2O, соразмерной суммой РЗЭ (162-204 мкг/г) и Eu/Eu*=0.61-0.83. Содержания Zr, Y, Nb находятся в сопоставимых количествах. Изотопный возраст сумийских гранитоидов (пять определений: U-Pb по циркону с использованием SHRIMP-II) находится в диапазоне 2445±17 – 2397±30 млн. лет, что в пределах ошибки совпадает с возрастом кислых вулканитов ожиярвинской свиты.

Общими геохимическими чертами гранитоидов и кислых вулканитов являются низкие содержания Al2O3, варьирующие достаточно низкие концентраци CaO, повышенные содержание SiO2 и суммы щелочей с преимущественным преобладанием K2O над Na2O, высокая железистость (f=0.70-0.99) и повышенные содержания Zr, Hf, Y, Nb. Они обладают сходным распределением редких и редкоземельных элементов с отрицательной европиевой аномалией и четко выраженными минимумами Nb, Sr, P, Y на спайдерграммах. Все эти особенности состава рассматриваемых кислых пород сумия являются петрогеохимическими признаками гранитоидов А-типа. Значения индикаторных отношений Y/Nb (1.3-3.0) и Yb/Ta (1.5-5.8) и положение точек составов на диаграмме Nb-Y-Ce [5, 6] свидетельствуют о том, что они были выплавлены из сиалических пород континентальной коры. Модельный Sm-Nd возраст гранитоидов и вулканитов близки и варьируют в диапазоне 2.9-3.0 млрд. лет с Nd от -1.2 до -2.9, что позволяет предположить участие в их образовании архейской континентальной коры. На дискриминационных диаграммах Дж. Пирса Nb-Y [7] точки составов рассматриваемых пород образуют единое поле на границе внутриплитных гранитов и примитивных островных дуг. Геохимическое сходство, а также сближенность в пространстве и во времени позволяют считать гранитоиды и кислые вулканиты продуктами единого регионального магмообразующего процесса, связанного с формированием исходных расплавов при подъеме мантийного материала в коровую область. На дискриминационных геохимических диаграммах составы изученных пород попадают в поле гранитоидов А-типа [6]. По [8] такие породы образуются при безводном парциальном плавлении биотит- и амфиболсодержащих тоналитовых гнейсов при давлении 10 кбар.

Вариации петрогеохимического состава кислых вулканитов и двух типов гранитоидов, а также отсутствие единых трендов дифференциации этих пород могут быть вызваны различными локальными причинами: индивидуальными источниками плавления, разным вкладом ювенильного материала на уровне зарождения магм и возможно различающимися условиями магмогенерации.

Гранитоиды являются глубинными аналогами кислых вулканитов и выведены на один с ними эрозионный уровень более поздними тектоническими движениями. На ряде авторских тектонических схем [9] изученные кислые вулканиты Панаярви-Выгозерского вулканического пояса и сумийские гранитоиды отнесены к разным структурам: к Карельской плите и к Беломорскому подвижному поясу соответственно. В свете приведенных данных нам представляется, что гранитоиды также принадлежат Карельской плите и обнажаются в приподнятом блоке.

Работа выполнена по проекту: «Геологическое доизучение Шомбозерско-Лехтинской площади масштаба 1:200 000, составление и подготовка к изданию комплекта Государственной геологической карты РФ листов Q-36-XXVII, XXVIII, издание второе, Серия Карельская (ГГУП «СФ «Минерал»)» и при поддержке РФФИ (проект № 10-05-00798-а).



Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 15 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.